نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دکتری، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران
2 دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم‌پایه، دانشگاه شهید باهنر، کرمان، ایران
3 استاد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم‌پایه، دانشگاه شهید باهنر، کرمان، ایران
4 استاد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Introduction
Mesozoic-Paleogene ophiolitic sequences in Iran are in association with opening and closing of Neo-Tethyan oceanic crust. Temporally and specially, these ophiolitic sequences subdivided into five different groups (or belts) (Shafaii Moghadam and Stern, 2014):
Zagros outer belt (late Cretaceous-Paleogene);
Zagros inner belt (late Cretaceous);
Sabzevar- Torbat e Heydarieh belt (late Cretaceous-early Paleocene);
Birjand-Nehbandan belt (early to late Cretaceous);
Makran belt (late Jurassic-Cretaceous).
The Zagros outer belt’s ophiolitic sequences cropped out along the NW-SE trending Zagros main thrust and including Maku-Khoy-Salmas, Kermanshah (-Kurdistan), Neyriz and Esfandagheh (or Haji-Abad) ophiolites. The Kermanshah ophiolite (KO) is an ophiolitic tectonic complex, which comprises imbricated dismembered fragments of mantle peridotites, gabbros, sheet dykes and basaltic rocks which generally occur as thrust-bound tectonic slices. The Sahneh-Harsin ophiolitic complex(SHOC) is the southeastern part of KO. Detail petrological study has not been carried out on the basaltic rocks from Ali-Abad Garos area(AGA) as a part of the SHOC. Thus, the present study focuses on the field observations, petrographic study as well as whole-rock geochemical analyses (XRF and ICP-MS) of the basaltic rocks widespread in AGA.
Regional geology
KO cropped out in the northwest of Zagros main thrust (ZMT) where Zagros sedimentary belt join the Sanandaj-Sirjan magmatic-metamorphic belt. In SHOC as the southeastern part of Kermanshah ophiolites Triassic-Cretaceous limestone and radiolarites as well as Mesozoic metamorphic-sedimentary rocks are the oldest lithological units. In the following, ophiolitic sequence related lithological bodies such as peridotites, meta-peridotites, gabbros, meta-gabbros, diabasic dikes and volcanic rocks including pillow lava-massive basalts cropped out which are in accompanied by Eocene extrusive and intrusive rocks. Pliocene to Quaternary sedimentary rocks are the youngest lithological units in Sahneh-Harsin region. In Sahneh-Harsin region ophiolitic sequence related basaltic rocks cropped out in Ali-Abad Garos, Tamark, Gashor areas.
Analytical methods
We collected ~70 samples of both pillow lava and massive basaltic rocks in-AGA. Based on petrographic characteristics 10 of the freshest samples were analyzed for whole-rock major and trace elements by X-ray Fluorescence (XRF) and Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry (ICP-MS) in ALS Chemex lab.
Field observations
Ali-Abad Garos ophiolitic sequence related basaltic rocks mostly show pillow lava structure. However, minor massive basaltic rocks are exist. In the northern part of the study area basaltic rocks are set atop of gabbroic units. However, gabbro-basalt boundary covered by Quaternary sediments. In some parts, basaltic bodies are in association with plagiogranites. Via a fault boundary upper Triassic-Cretaceous limestone units (Biston Formation) thrusted over basaltic rocks.
Petrography
The rocks under study are dominated by plagioclase (up to 20%), clinopyroxene (up to 10%) and opaque minerals (up to 2%) phenocrysts set in a fine-grained to glassy ground mass. Chlorite, calcite, epidote, quartz, zeolite and opaque minerals as secondary minerals formed by altered phenocrysts and groundmass. Massive basaltic rocks mostly show porphyritic texture and to lesser extent glomeroporphyritic, intergranular and amygdaloidal textures are present. The rocks studied are characterized by plagioclase (up to 10%), clinopyroxene (up to 20%) and opaque minerals (up to 5%) phenocrysts set in a fine grain to glassy groundmass. Secondary minerals in massive basaltic rocks are similar to those presented for pillow lava basaltic rocks.
Whole-rock geochemistry, tectonic setting and source characteristics
The studied basaltic rocks show tholeiitic signature. Major element oxides values against SiO2 values, as fractionation index, indicate fractional crystallization as an effective parameter in generation of these rocks. In chondrite-normalized REEs diagram, the basaltic rocks exhibit slight LREE enrichment relative to HREEs (LaN/YbN values ranging from 2.91 to 3.35 and Eu/Eu* values vary from 0.91 to 1.01). In primitive mantle-normalized multi-elements diagram, the patterns of basaltic rocks are consistent with plume related mid-oceanic ridge basalts (P-MORB), against within plate basalt (WPB or OIB), normal mid-oceanic ridge basalts (N-MORB) and enriched mid-oceanic ridge basalts (E-MORB). This case is in agreement with situation of the study samples in basaltic rocks with different geochemical signatures on discriminative diagrams. Parallel trends of the studying basaltic rocks on spider diagrams indicate that they are co-genetic. Also, different elemental ratios as well as the situation of the rocks under study in different geochemical diagrams reveal that parental magma (or magmas) could be formed by low degree partial melting (<3%) of a spinel peridotite as a source rock. Integration of our new presented geochemical data from the study basaltic rocks with other previously presented geochemical data from other ophiolitic sequence related basaltic outcrops within (SHOC) (Tamark and Gashor basaltic rocks) reveal that in this ophiolitic complex basaltic rocks are heterogeneous. Briefly, three different groups of basaltic rocks with P-MORB, E-MORB and OIB geochemical features exist in (SHOC). Comprehensive understanding of relation of these three different basaltic groups are needed to further elemental-isotopic geochemical data coupled with geochronological data.
کلیدواژه‌ها [English]
ایران مجموعه‌ای زمین‌ساختی با مرزهایی از پهنه‌های افیولیتی است (Shafaii Moghadam and Stern, 2014, 2015). این مجموعة زمین‌ساختی به‌دنبال زایش اقیانوس پالئوتتیس در زمان اردویسین و اقیانوس نئوتتیس در زمان پرمین به‌طور پیوسته از حاشیة شمالی ابرقاة گندوانا جدا و به حاشیة جنوبی اوراسیا افزوده شده است (Sengör et al., 1991, 1993; Sengör and Natalin, 1996). توالیهای افیولیتی بقایای پوستههای اقیانوسی هستند که تکامل تکتونوماگمایی محیطهای اقیانوسی مادر را به نمایش میگذارند (Dilek and Furnes, 2011). در کل، توالیهای افیولیتی در ایران از دیدگاه زمانی در دو دستة زیر جای داده می‌شوند:
1- توالیهای افیولیتی پالئوزوییک که در ارتباط با پیدایش و بسته‌شدن اقیانوس پالئوتتیس هستند. این توالیهای افیولیتی در بخش‌های شمالی ایران یافت می‌شوند و نشان‌دهندة فرورانش رو به شمالِ پوستة اقیانوسی پالئوتتیس در مرز بلوکهای توران (اوراسیا) و سیمرین (بلوکهای ایران مرکزی و البرز) هستند (Alavi, 1991; Shafaii Moghadam and Stern, 2014).
2- توالیهای افیولیتی مزوزوییک- پالئوژن که در ارتباط با زایش و بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس هستند. این توالیهای افیولیتی در گسترة جغرافیایی ایران در بخش‌های میانی نواری با رخنمونهای فراوان افیولیتی به درازای نزدیک به 3000 کیلومتر جای گرفتهاند که از ترودوس آغاز می‌شود و پس از گذر از ترکیه و ایران به عمان می‌رسد. این پهنة افیولیتی (ترودوس- عمان) را پژوهشگرانی مانند نیپر و همکاران (Knipper et al., 1986)، مورس و همکاران (Moores et al., 2000)، رابرتسون (Robertson, 2002) و دیلک و فرنز (Dilek and Furnes, 2009) بررسی کرده‌اند.
از دیدگاه زمانی- مکانی، توالیهای افیولیتی مزوزوییک- پالئوژن در گسترة ایران در 5 گروه دسته‌بندی می‌شوند (Shafaii Moghadam and Stern, 2014) (شکل 1- A):
1- توالیهای افیولیتی نوار بیرونی زاگرس ([1]ZOB) به سن کرتاسة پسین- پالئوژن (محدودة بررسی‌شده در این نوشتار نیز در این بخش جای گرفته است)؛
2- توالیهای افیولیتی نوار درونی زاگرس ([2]ZIB) به سن کرتاسة پسین؛
3- توالیهای افیولیتی پهنة سبزوار- تربت حیدریه ([3]STB) به سن کرتاسة پسین- پالئوسن پیشین؛
4- توالیهای افیولیتی پهنة بیرجند- نهبندان ([4]BNB) به سن کرتاسه پیشین تا کرتاسة پسین؛
5- توالیهای افیولیتی پهنة مکران ([5]MB) به سن ژوراسیک بالایی- کرتاسه.
توالیهای افیولیتی نوار بیرونی زاگرس در راستای روراندگی اصلی زاگرس به درازای نزدیک به 1200 کیلومتر با راستای شمالباختری- جنوبخاوری جای گرفتهاند و شامل افیولیتهای ماکو- خوی- سلماس، کرمانشاه (- کردستان)، نیریز و اسفندقه (حاجیآباد) هستند.
افیولیتهای کرمانشاه متشکل از قطعات جدا و در کنار هم جای‌گرفته‌ای هستند که این قطعات با گسلهای معکوس مختلف فراگرفته شده‌اند (Stӧcklin, 1974) و هر کدام از قطعات یادشده در بردارندة همه یا بخشی از مجموعه‌ای است که متشکل از پریدتیتهای گوشته‌ای، گابرو، دایکهای ورقه‌ای و سنگ‌های بازالتی است (Ao et al., 2016). در کل، افیولیتهای کرمانشاه شامل مجموعة افیولیتی صحنه- هرسین در بخش جنوبخاوریی افیولیتهای کرمانشاه (شکل‌های 1- A و 1- B) و مجموعة افیولیتی کامیاران در بخش شمالباختری افیولیتهای کرمانشاه هستند (Barud, 1987; Whitechurch et al., 2013) (شکل 1- A).
آو و همکاران (Ao et al., 2016) با سنسنجیِ (به روش U-Pb) بخش‌های گوناگون افیولیتهای کرمانشاه، سن رخنمونهای افیولیتی محدودة هرسین را نزدیک به Ma 97 و محدودههای صحنه و کامیاران را نزدیک به Ma 36 به‌دست آوردهاند. همچنین، به باور این پژوهشگران، همة رخنمونهای افیولیتی یادشده در زمانهای پس از پیدایش روی پوستة قار‌ه‌ای مجاور (روراندگی اصلی زاگرس به‌عنوان حاشیة غیرفعال قار‌ه‌ای) رانده شده‌اند. سنهای جوانتر پیشنهادشده (Ma 36) نشان‌دهندة زمان پس از ائوسن پسین برای بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس هستند.
افزون‌براین، به باور این پژوهشگران (Ao et al., 2016)، رخنمونهای افیولیتی در محدودههای صحنه و کامیاران که بخش جوانتر افیولیتهای کرمانشاه به‌شمار می‌روند، بقایایی از کمپلکسهای مربوط به مراکز گسترش پوستههای اقیانوسی[6] هستند. این در حالی است که رخنمونهای افیولیتی در محدودة هرسین که بخش قدیمیتر افیولیتهای کرمانشاه به‌شمار می‌روند، بقایای کمپلکسهای انتقالی قار‌ه‌ای- اقیانوسی[7] هستند. در سالهای اخیر، بررسیهای سن‌سنجی و نیز زمین‌شیمیایی (عنصری- ایزوتوپی) بسیاری روی واحد‌های سنگی مختلفِ افیولیتهای کرمانشاه انجام شده‌اند. در اینباره بررسیهای قاضی و حسنی‌پاک (Ghazi and Hassanipak, 1999)، اللهیاری و همکاران (Allahyari et al., 2010)، ساکانی و همکاران (Saccani et al., 2013, 2014)، آو و همکاران (Ao et al., 2016)، مرادپور و همکاران (Moradpour et al., 2017)، آلیانی و دارایی‌زاده (Aliani and Daraeezadeh, 2018a, 2018b) و کیانی و همکاران (Kiani et al., 2020) را میتوان نام برد. با وجود این، سنگ‌های بازالتی در منطقة علی‌آباد گروس که بخشی از رخنمونهای افیولیتی در محدودة صحنه به‌شمار می‌روند (شکل 1- B)، هیچگاه از دیدگاه زمین‌شیمیایی بررسی نشده‌اند. ازاین‌رو، در این بررسی، برپایة مشاهدات صحرایی، بررسیهای سنگ‌نگاری و نیز تحلیل داده‌های زمین‌شیمیایی سنگ کل (به روش‌های XRF و ICP-MS) به بررسی روابط صحرایی و نیز ویژگی‌های زمین‌شیمیایی در سنگ‌های آتشفشانی منطقة علی‌آباد گروس پرداخته می‌شود.
زمین‌شناسی ناحیهای
افیولیتهای کرمانشاه در بخش شمالباختری روراندگی اصلی زاگرس جای گرفتهاند (شکل 1- A). روراندگی اصلی زاگرس در شمالیترین (بیرونیترین) بخش پهنة رسوبی زاگرس جای دارد. پهنة رسوبی زاگرس خود در بخش شمالخاوریی صفحة عربستان جای گرفته است و بیشتر شامل رسوب‌های پلت‌فرمی با ترکیب غالب آهکی و به سن پرمین- تریاس تا کرتاسة پسین- پالئوسن است. این رسوب‌ها با رسوب‌های پالئوسن- پلیوسن پوشیده شده‌اند (Stӧcklin, 1974; Berberian and King, 1981) و در زمان میوسن دچار چین‌خوردگی با روند شمالباختری- جنوبخاوری شده‌اند (Stӧcklin, 1968). روراندگی اصلی زاگرس نیز دربردارندة قطعات زمین‌ساختی کنار هم چیده‌شد‌ه‌ای[8] است که عبارتند از:
1- آهکهای پلت‌فرمی و رادیولاریتهای به سن تریاس تا کرتاسه؛
2- رخنمونهای افیولیتی؛
3- سنگ‌های آتشفشانی (و فلیش) به سن ائوسن؛
4- سنگ‌های رسوبی میوسن تا کواترنری هستند (Braud, 1987; Shahidi and Nazari, 1997).
همچنین، روراندگی اصلی زاگرس نشان‌دهندة محل به‌هم‌پیوستن پهنة رسوبی زاگرس و پهنة ماگمایی- دگرگونی سنندج- سیرجان است (شکل 1- A). پهنة سنندج- سیرجان تا پیش از پرمین بخشی از پلتفرم عربستان- ایران بوده است. این پهنه در زمان پرمین بالایی در پی باز‌شدن اقیانوس نئوتتیس از صفحة عربی جدا شده است (Ghasemi and Talbot, 2006). در این پهنه، توالی پی‌سنگ قار‌ه‌ای به سن پرکامبرین- پالئوزوییک زیرین به‌صورت ناهمشیب با رسوب‌های آهکی به سن پرمین تا تریاس میانی پوشیده شده است. در ادامه، سنگ‌های دگرگونی درجه پایین به سن ژوراسیک با تودههای آذرین درونی فراوان به سن ژوراسیک بالایی- کرتاسة پسین قطع شده‌اند. ترکیب زمین‌شیمیایی این تودههای آذرین درونی بسیاری از پژوهشگران (Stӧcklin, 1968; Berberian and King, 1981; Ghasemi and Talbot, 2006) را متقاعد کرده است که در بازة زمان ژوراسیک میانی تا کرتاسه، پهنة سنندج- سیرجان به‌علت جای‌گرفتن در بالای پوستة درحال فرورانش اقیانوس نئوتتیس (با فرورانش رو به شمال) به‌عنوان یک حاشیة فعال قار‌ه‌ای از نوع آند رفتار کرده است.
همان‌گونه‌که در بخش مقدمه نیز گفته شد، افیولیتهای کرمانشاه به‌صورت آمیزة[9] زمین‌ساختی افیولیتی هستند (Stӧcklin, 1974) که در آن واحد‌های مختلف سنگی به‌صورت قطعاتی جدا در کنار هم جای گرفتهاند (شکل 1- B). برپایة آنچه در شکل 1- B دیده می‌شود، در محدودة مجموعة افیولیتی صحنه- هرسین، سنگ‌های آهکی و نیز رادیولاریتهایِ تریاس- کرتاسه، به‌همراه واحد‌های دگرگونی- رسوبیِ مزوزوییک کهنترین رخنمون سنگی در محدودة صحنه- هرسین است. در ادامه، در این محدودة واحد‌های گوناگون سنگی در ارتباط با توالی یا توالیهای افیولیتی (شامل پریدوتیت، متاپریدوتیت، گابرو، متاگابرو، دایکهای دیابازی) و نیز سنگ‌های آتشفشانی (شامل بازالت‌های با ساختار بالشی و نیز بازالت‌های با ساختار توده‌ای) رخنمون یافتهاند که با سنگ‌های آتشفشانی و نیز تودههای آذرین درونیِ ائوسن همراهی می‌شوند. مجموعه واحد‌های سنگی یادشده با سنگ‌های رسوبیِ پلیوسن تا کواترنری پوشیده شده‌اند. واحد‌های سنگی در یک برش قائم از مجموعة افیولیتی محدودة صحنه- هرسین از پایین به بالا عبارتند از:
1- بخش دگرگونی که شامل سنگ‌های متاپریدوتیت و متاگابرو است که روی واحد‌های دگرگونی- رسوبی به سن مزوزوییک جای گرفتهاند. در این بخش سنگ‌های متاگابرویی در برخی بخش‌ها با دایکهای الترابازیک- بازیک قطع شده‌اند. این بخش‌های دگرگونی معمولاً با واحد‌های آتشفشانی به سن ائوسن پوشیده شده‌اند (شکل 1- B).
2- بخش آذرین درونی که شامل سنگ‌های پریدوتیتی با ستبرای بیشتر و سنگ‌های گابرویی با ستبرای کمتر است. در این توالی واحد‌های پریدوتیتی با دایکهای الترابازیک- بازیک و نیز عدسیهایی از سنگ‌های الترامافیک قطع شده‌اند. این توالی عمومأ با سنگ‌های رسوبیِ میوسن پوشیده شده است (شکل 1- B).
3- بخش سنگ‌های آذرین بیرونی که بیشتر شامل سنگ‌های بازالتی با ساختار بالشی است و به‌صورت محدود با سنگ‌های بازالتی با ساختار توده‌ای همراهی می‌شود. در برخی بخش‌ها، این مجموعه از سنگ‌های بازالتی با ساختار‌های بالشی و توده‌ای با ضخامتهای متفاوتی از سنگ‌های بازالتی با ساختار برشی پوشیده شده است (شکل 1- B).
سنگ‌های آتشفشانی در گسترة صحنه- هرسین در مناطق تمرک، گشور و علی‌آباد گروس رخنمون دارند (شکل 1- B). همان‌گونه‌که در شکل 1- B دیده می‌شود، سنگ‌های بازالتی منطقة علی‌آباد گروس که در این پژوهش بررسی شده‌اند، بین واحد گابرویی منسوب به مجموعة افیولیتی در این محدوده و نیز واحد آهکی (تریاس تا کرتاسه) رخنمون دارند. در بخش بررسیهای صحرایی، به ارتباط دقیقتر میان سنگ‌های بازالتی بررسی‌شده و نیز واحد‌های سنگی یادشده (واحد گابرویی و واحد آهکی) پرداخته خواهد شد.
شکل 1. A) نقشة زمین‌شناسی ساده‌شدة ایران به‌همراه واحد‌های ساختاری و نیز پراکندگی توالیهای افیولیتی گوناگون (ژوراسیک بالایی- ائوسن) در گسترة ایران (برگرفته از سنگور (Sengör, 1990)، علوی (Alavi, 1994) و باقری و اشتامفلی (Bagheri and Stampfli, 2008))؛ B) نقشة زمین‌شناسی ساده‌شدة بخشی از افیولیتهای کرمانشاه (محدودة صحنه- هرسین) که دربردارنده واحد‌های گوناگون سنگشناسی در این محدوده است و نیز جایگاه سنگ‌های بازالتی منطقة علی‌آباد گروس که در این پژوهش بررسی شده‌اند (برگرفته از ساکانی و همکاران (Saccani et al., 2013) با تغییرات اندک) (ZOB: Zagros outer belt; ZIB: Zagros inner belt; MB: Makran belt; BNB: Birjand-Nehbandan belt; STB: Sabzevar-Torbet-e-Heydarieh belt).
Figure 1. A) Simplified geological map of Iran illustrates the distribution of geotectonic unites and different ophiolitic sequences (Upper Jurassic-Eocene) (derived after Sengor, 1990; Alavi, 1994; Bagheri and Stampfli, 2008); B) Simplified geological map of Kermanshah ophiolitic sequence (Sahneh-Harsin region) highlighting different lithological unites and location of the Ali-Abad Garos basalitic rocks which they were focused in this study (derived after Saccani et al, 2013) (ZOB: Zagros outer belt; ZIB: Zagros inner belt; MB: Makran belt; BNB: Birjand-Nehbandan belt; STB: Sabzevar-Torbet-e-Heydarieh belt).
شکل 1. ادامه
Figure 1. Continued.
روش انجام پژوهش
پس از بررسی مقاله‌ها، گزارش‌ها و نقشههای زمینشناسیِ محدودة بررسی‌شده، بررسی میدانی برای شناسایی روابط صحرایی واحد‌های سنگشناسی گوناگون و نیز نمونهبرداری از واحد‌های آتشفشانی به مدت 5 روز انجام شد. در بررسیهای میدانی، نزدیک به 70 نمونة سنگی از واحد‌های گوناگونِ آتشفشانی برداشت شد که از این نمونه‌ها شمار 45 مقطع نازک تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی سنگ‌نگاری شدند. با توجه به تنوع سنگشناسی دیده‌شده در هنگام انجام بررسیهای سنگ‌نگاری، شمار 10 نمونة سنگی از واحد‌های آتشفشانی گوناگون با کمترین میزان دگرسانی تجزیة زمین‌شیمیایی شدند. تعیین درصدوزنی اکسید عنصر‌های اصلی به روش XRF و اندازه‌گیری میزان عنصر‌های فرعی، کمیاب و نیز عنصر‌های خاکی کمیاب به روش ICP-MS در آزمایشگاه ALS Chemex در کشور کانادا انجام شد. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیههای زمین‌شیمیایی یادشده در جدول 1 آورده شده‌اند.
جدول 1. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی به روش XRF و ICP-MS برای تعیین مقدار اکسید عنصر‌های اصلی (برپایة درصدوزنی یا wt%) و نیز عنصر‌های فرعی و کمیاب (برپایة بخش در میلیون یا ppm) در سنگ‌های آتشفشانی منطقة علی‌آباد گروس (p.b: بازالت‌های با ساختار بالشی؛ m.b: بازالت‌های با ساختار توده‌ای)
Table 1. Whole-rock major oxides and trace and rare elements data (based on XRF and ICP-MS analyses) from the Ali-Abad Garos studying volcanic rocks. Major oxides values and trace and rare elements values presented in wt% and ppm, respectively (p.b: pillow lava basaltic rocks; m.b: massive basalt).
|
Rock Type |
Basalt (p.b) |
Basalt (m.b) |
D.L |
||||||||
|
Sample No: |
SZ1 |
SZ2 |
SZ4 |
SZ5 |
SZ7 |
SZ9 |
SZ10 |
SZ3 |
SZ6 |
SZ8 |
|
|
Latitude (N): |
34° 23' 05" |
34° 23' 15" |
34° 23' 42" |
34° 23' 31" |
34° 23' 02" |
34° 24' 01" |
34° 24' 02" |
34° 23' 56" |
34° 23' 09" |
34° 23' 43" |
|
|
Longitude (E): |
47° 42' 18" |
47° 40' 11" |
47° 42' 15" |
47° 42' 44" |
47° 39' 12" |
47° 41' 16" |
47° 41' 32" |
47° 40' 02" |
47° 39' 06" |
47° 41' 18" |
|
|
SiO2 |
49.7 |
47.3 |
45.8 |
48.6 |
47.1 |
49.2 |
50.15 |
45.9 |
45.2 |
46.5 |
0.01 |
|
TiO2 |
1.9 |
1.85 |
2 |
2.12 |
1.83 |
1.95 |
1.82 |
1.88 |
2.09 |
1.96 |
0.01 |
|
Al2O3 |
13.75 |
13.6 |
12.7 |
13.75 |
14.25 |
14.35 |
13.89 |
13.9 |
13.3 |
13.32 |
0.01 |
|
Fe2O3(t) |
11.5 |
12.45 |
13.4 |
12.9 |
14 |
12.07 |
11.06 |
13.15 |
13.8 |
13.5 |
0.01 |
|
MnO |
0.16 |
0.16 |
0.17 |
0.18 |
0.14 |
0.17 |
0.16 |
0.17 |
0.18 |
0.16 |
0.01 |
|
MgO |
5.71 |
5.77 |
4.48 |
4.52 |
6.59 |
5.7 |
5.62 |
5.65 |
5.02 |
5.4 |
0.01 |
|
CaO |
8.5 |
9.51 |
15.75 |
9.16 |
9.42 |
6.88 |
9.12 |
11.85 |
11.1 |
11.31 |
0.01 |
|
Na2O |
3.97 |
3.51 |
1.45 |
4.83 |
2.56 |
4.77 |
3.79 |
2.2 |
3.26 |
2.86 |
0.01 |
|
K2O |
0.6 |
0.21 |
0.02 |
0.09 |
0.75 |
0.62 |
0.62 |
0.57 |
0.06 |
0.16 |
0.01 |
|
P2O5 |
0.26 |
0.25 |
0.26 |
0.27 |
0.3 |
0.26 |
0.24 |
0.25 |
0.27 |
0.27 |
0.01 |
|
LOI |
3.18 |
3.4 |
3.86 |
3.69 |
4.38 |
3.53 |
3.19 |
4.04 |
3.78 |
3.79 |
0.01 |
|
Total |
99.3 |
98.1 |
99.9 |
100 |
101.5 |
99.5 |
99.7 |
99.6 |
98.1 |
99.3 |
|
|
Ba |
212 |
28.5 |
5.4 |
19.2 |
60.2 |
130.9 |
173.6 |
36.1 |
7.8 |
21.9 |
0.5 |
|
Cs |
0.07 |
0.04 |
0.01 |
0.01 |
0.24 |
0.13 |
0.1 |
0.19 |
0.01 |
0.04 |
0.01 |
|
Hf |
4.4 |
3.7 |
3.9 |
4.6 |
4.3 |
4.5 |
4.3 |
3.9 |
4 |
4 |
0.2 |
|
Nb |
16.7 |
15.4 |
16 |
18.2 |
16.8 |
17.9 |
16.5 |
16.9 |
16.9 |
16.1 |
0.2 |
|
Ni |
61 |
54 |
72 |
63 |
80 |
53 |
55 |
54 |
60 |
71 |
1 |
|
Pb |
5 |
5 |
5 |
5 |
5 |
5 |
5 |
5 |
5 |
5 |
5 |
|
Rb |
7.2 |
2.8 |
0.2 |
0.8 |
10.4 |
8 |
7.6 |
8.2 |
1 |
2.1 |
0.2 |
|
Sr |
286 |
244 |
42.6 |
180.5 |
144.5 |
249.7 |
307 |
75.5 |
66.8 |
140.8 |
0.1 |
|
Ta |
1 |
0.9 |
1 |
1.1 |
1.1 |
1.1 |
0.9 |
1 |
1.1 |
1 |
0.1 |
|
Th |
2.12 |
1.92 |
1.83 |
2.1 |
2.05 |
2.27 |
2.17 |
2.14 |
1.92 |
1.86 |
0.05 |
|
U |
0.49 |
0.46 |
0.44 |
0.49 |
0.48 |
0.54 |
0.52 |
0.53 |
0.46 |
0.44 |
0.05 |
|
Y |
38 |
34.1 |
36.8 |
39 |
39.2 |
39.1 |
36.9 |
37.9 |
37.6 |
36.6 |
0.05 |
|
Zr |
166 |
142 |
149 |
177 |
166 |
172 |
161 |
150 |
153 |
153 |
2 |
|
La |
17.6 |
16 |
16.5 |
17.8 |
16.4 |
18.1 |
21 |
17.3 |
15.9 |
16.2 |
0.5 |
|
Ce |
36.7 |
33.9 |
35.5 |
38.2 |
38.1 |
38.2 |
36.5 |
37 |
35.8 |
35.4 |
0.5 |
|
Pr |
4.68 |
4.32 |
4.56 |
4.94 |
4.87 |
4.87 |
4.57 |
4.67 |
4.68 |
4.59 |
0.03 |
|
Nd |
20.2 |
18.7 |
20.1 |
21.9 |
21.5 |
21.5 |
19.7 |
20.9 |
20.9 |
20.1 |
0.1 |
|
Sm |
5.19 |
4.86 |
5.27 |
5.75 |
5.56 |
5.51 |
5.08 |
5.36 |
5.42 |
5.25 |
0.03 |
|
Eu |
1.75 |
1.71 |
1.73 |
1.9 |
1.81 |
1.89 |
1.74 |
1.86 |
1.84 |
1.74 |
0.03 |
|
Gd |
6.21 |
5.56 |
6.1 |
6.68 |
6.59 |
6.58 |
6.07 |
6.37 |
6.25 |
6.04 |
0.05 |
|
Tb |
1.04 |
0.94 |
1.01 |
1.09 |
1.11 |
1.1 |
1 |
1.08 |
1.07 |
1.01 |
0.01 |
|
Dy |
6.7 |
6.04 |
6.61 |
7.09 |
7.02 |
6.98 |
6.52 |
6.78 |
6.74 |
6.54 |
0.05 |
|
Ho |
1.42 |
1.27 |
1.39 |
1.5 |
1.48 |
1.47 |
1.36 |
1.42 |
1.44 |
1.38 |
0.01 |
|
Er |
4.22 |
3.72 |
4.05 |
4.24 |
4.35 |
4.3 |
4.05 |
4.19 |
4.15 |
4.02 |
0.03 |
|
Tm |
0.59 |
0.52 |
0.56 |
0.61 |
0.6 |
0.62 |
0.58 |
0.6 |
0.57 |
0.55 |
0.01 |
|
Yb |
3.69 |
3.22 |
3.58 |
3.92 |
3.84 |
3.93 |
3.62 |
3.83 |
3.68 |
3.49 |
0.03 |
|
Lu |
0.57 |
0.5 |
0.56 |
0.61 |
0.59 |
0.59 |
0.55 |
0.57 |
0.57 |
0.55 |
0.01 |
|
(La/Yb)N |
3.22 |
3.35 |
3.11 |
3.06 |
3.14 |
3.11 |
3.36 |
3.05 |
2.91 |
3.15 |
|
|
Eu/Eu* |
0.94 |
1.01 |
0.93 |
0.94 |
0.91 |
0.97 |
0.96 |
0.97 |
0.97 |
0.93 |
|
|
(Rb/Y)N |
1.36 |
0.59 |
0.04 |
0.15 |
1.9 |
1.51 |
1.46 |
1.55 |
0.19 |
0.39 |
|
بررسیهای صحرایی
محدودة بررسی‌شده بخشی از سنگ‌های آتشفشانیِ مجموعة افیولیتیِ منطقة صحنه- هرسین در فاصلة 10 کیلومتری جنوب شهر صحنه است که در حاشیة شمالی و جنوبی رودخانة گاماسیاب و در محدودة روستای علی‌آباد گروس جای گرفته است (جایگاه جغرافیایی محدودة بررسی‌شده در شکل 1- B دیده می‌شود). سنگ‌های بازالتی بررسی‌شده عمومأ ساختار بالشی دارند؛ اما سنگ‌های بازالتی با ساختار توده‌ای نیز با گستردگی کمتری دیده می‌شوند (شکل‌های 2- A و 2- B).
شکل 2. A) نمایی از بخش‌های جنوبی گسترة بررسی‌شده، جایی‌که سنگ‌های آتشفشانی شامل بازالت‌های با ساختار بالشی و نیز بازالت‌های با ساختار توده‌ای با مرزی گسلی در زیر واحد‌های آهکیِ سازند بیستون جای گرفتهاند (دید رو به جنوبخاوری)؛ B) نمایی از بخش شمالی گسترة بررسی‌شده، جایی‌که سنگ‌های بازالتی در ارتباط با سنگ‌های گابرویی وابسته به مجموعة افیولیتی در این محدوده دیده می‌شوند (دید رو به شمال باختری)؛ C) رخنمون سنگ‌های پلاژیوگرانیتی درون سنگ‌های بازالتی؛ D، E) ساختار‌های بالشی در بخشهایی از توالی آتشفشانی بررسی‌شده؛ F) ساختار توده‌ای در بخشی از توالی آتشفشانی بررسی‌شده؛ G) حفره‌های پرشده با کانیهای ثانویه در سنگ‌های بازالتی با ساختار بالشی.
Figure 2. A) A field photograph from southern part of the study area, where volcanic rocks, including pillow lava basaltic rocks and massive basaltic rocks, were covered (fault boundary) by a limestone unite named as Biseton Formation; B) A field photograph from Northern part of the study area, where basaltic rocks covered the ophiolite-related gabbroic unit; C) Plagiogranite unite intruded in the basaltic rocks; D, E) Pillow structure in the studying volcanic rocks; F) Massive structure in the studying volcanic rocks; G) Visible vesicles were filled by the secondary minerals in the pillow lavas basaltic rocks.
شکل 2. ادامه.
Figure 2. Continued.
در بخش‌های شمالی گسترة بررسی‌شده سنگ‌های بازالتی عمومأ با ساختار بالشی در کنار واحدهایی گابروییِ مجموعة افیولیتی در این محدوده جای میگیرند و مرز این دو با رسوب‌های عهد حاضر پوشیده شده است (شکل 2- B). در بخش‌های جنوبی گسترة بررسی‌شده نیز واحد‌های آتشفشانی بررسی‌شده متشکل از واحد‌های بازالتی با ساختار بالشی و واحد‌های بازالتی با ساختار توده‌ای رخنمون دارند و مرزی گسلی سنگ‌های آهکی سازند بیستون (تریاس بالایی تا کرتاسة پسین) را روی آنها قرار داده است (شکل 2- A). در برخی بخش‌های میانی گسترة بررسی‌شده، رخنمونهایی از واحد‌های پلاژیوگرانیتی نیز در ارتباط با واحد‌های آتشفشانی دیده می‌شوند (شکل 2- C).
شکل کشیده با مقطع عرضی بیضوی و نیز شکل پیازی از شکل‌های غالب سنگ‌های آتشفشانی با ساختار بالشی در این محدوده هستند (شکل‌های 2- D و 2- E). در محدودة بررسی‌شده، ساختار‌های بالشی درازایی نزدیک به 30 سانتیمتر تا بیشتر از 2 متر دارند و نسبت درازا به پهنای آنها برابربا 1 تا بیشتر از 4 است. بازالت‌های بالشی رنگ خاکستری مایل به سبز نشان می‌دهند و آثار دگرسانی به فراوانی در آنها دیده می‌شوند. حفره‌هایِ این سنگها عمومأ با کانیهای ثانویه پر شده‌اند (شکل 2- G) و فاصله میان بالش‌ها را نیز شیشه، کانیهای ثانویه گوناگون (مانند کربنات کلسیم، اپیدوت و دیگر کانیهای دانهریز و غیر قابل تشخیص) پرکردهاند.
بازالت‌های با ساختار توده‌ای به‌صورت لایههایی با ستبرای 4 تا 10 متر، به رنگ خاکستری مایل به سبز، متراکم و دارای حفره‌های کمتری نسبت به بازالت‌های بالشی دیده می‌شوند (شکل 2- F). به‌طور کلی، سنگ‌های بازالتی با ساختار توده‌ای دچار دگرسانی کمتری نسبت به بازالت‌های با ساختار بالشی شده‌اند. این در حالیست که در برخی بخش‌ها نیز در پی فعالیتهای دگرسانی تراکم بالایی از کانیهای ثانویه (مانند کلسیت، کلریت، زئولیت و کانیهای کدر) در حفره‌ها و نیز زمینة سنگ‌های بازالتی با ساختار توده‌ای پدیدآمده است که در قالب رفتار ساختار‌های گسلی موجود توجیه‌شدنی است.
سنگ‌نگاری
سنگ‌های آتشفشانی در گسترة بررسی‌شده به دو حالت کلیِ بازالت‌های با ساختار بالشی و بازالت‌های با ساختار توده‌ای دیده می‌شوند که در ادامه به‌صورت جداگانه بررسی سنگ‌نگاری می‌شوند:
بازالت‌های با ساختار بالشی: بافتهای دیده‌شده در این دسته از سنگها بیشتر شامل پورفیریتیک، گلومروپورفیریتیک، اینترگرانولار و جریانی در بخش‌های میانی ساختار‌های بالشی و بافتهای اینترسرتال، ویتروفیری، واریولیتی، حفر‌های و بادامکی در حاشیة ساختار‌های بالشی هستند. به‌طور کلی بلور‌های فنوکریست شامل پلاژیوکلاز (10 تا 20 درصدحجمی)، پیروکسن (5 تا 10 درصدحجمی) و کانیهای کدر (1 تا 2 درصدحجمی) هستند و بقیه سنگ را زمینة بسیار دانهریز، حفره‌ها، کانیهای ثانویه (کلریت + کلسیت + اپیدوت + آلبیت + کوارتز + زئولیت، اسفن، کانیهای رسی و کانیهای کدر) و مقدار اندکی شیشه که عموماً دچار شیشهزدایی شده است، میسازند (شکل‌های 3- A تا 3- D). بخش‌های مرکزی ساختار‌های بالشی دگرسانی کمتری نسبت به بخش‌های حاشیه‌ای نشان می‌دهند.
بازالت‌های با ساختار توده‌ای: در این دسته از سنگها نیز بلور‌های فنوکریست شامل پلاژیوکلاز (5 تا 10 درصدحجمی)، پیروکسن (15 تا 20 درصدحجمی) و کانیهای کدر (2 تا 5 درصدحجمی) هستند که در زمینه‌ای دانهریز و به‌ندرت شیشه‌ای و دارای حفره‌ها و کانیهای ثانویه قرار دارند. بافت پورفیریتیک بافت غالب در این دسته از سنگهاست؛ هرچند که به‌صورت محدودتر بافتهای میکروگرانولار، گلومروپورفیریتیک، اینترگرانولار، حفر‌های و بادامکی نیز در آنها دیده می‌شود (شکل 3- E). این درحالیست که در برخی مقاطع، بلور‌های اولیه دگرسانی بالایی نشان می‌دهند؛ به‌گونه‌ای‌که بلور‌های پلاژیوکلاز سوسوریتی و بلور‌های پیروکسن با مجموعه‌ای از کانیهای کلسیت، کلریت و کانیهای کدر جایگزین شده‌اند. همچنین، در این مقاطع رگههای فراوان و متشکل از کانیهای ثانویه مانند کلسیت، زئولیت، کلریت و اپیدوت نیز دیده می‌شوند (شکل 3- F).
شکل 3. A، B) بافت پورفیریتیک و گلومروپورفیریتیک و کانیهای سازندة بازالت‌های با ساختار بالشی؛ C) پرشدگی حفره‌ها با کانیهای ثانویه و پیدایش بافت بادامکی در بازالت‌های با ساختار بالشی؛ D) برخی کانیهای ثانویه بازالت‌های با ساختار بالشی که در پی فرایند دگرسانی پدید آمده‌اند؛ E) کانیهای سازندة بازالت‌های با ساختار توده‌ای و بافت میکروگرانولارِ آنها؛ F) کانیهای نخستین دگرسان‌شده و رگههایی از کانیهای ثانویه در بازالت‌های توده‌ای (Clay: کانیهای رسی؛ نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010))
Figure 3. Photomicrographs of basaltic rocks in the study area. A, B) Occurrence porphyritic and golomoroporphyritic textures as well as rock forming minerals in pillow lava basaltic rock; C) Formation of amygdaloidal texture in the pillow lava basaltic rocks, where vesicles were filled by secondary minerals; D) A number of secondary minerals in the pillow basaltic rocks, formed during the alteration process; E) Rock forming minerals and occurrence of micro-granular texture in the massive basaltic rocks; F) Altered primary minerals and veins of the secondary minerals, in the massive basaltic rocks (Clay: Clay minerals; Abbreviations for different minerals derived from Whitney and Evans (2010)).
شکل 3. ادامه.
Figure 3. Continued.
زمین‌شیمی سنگ کل
نمودار مجموع عنصر‌های آلکالن (TAS) دربرابر میزان سیلیس (SiO2) برای نامگذاری سنگ‌های آتشفشانی در محدودة علی‌آباد گروس به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که در شکل 4- A دیده می‌شود، همة نمونه‌های بررسی‌شده در محدودة سنگ‌های بازالتی جای میگیرند.
برای بررسی سری ماگمایی نمونه‌های بررسی‌شده از نمودار Nb/Y دربرابر سیلیس و نمودار AFM بهره گرفته شد. جایگاه نمونه‌های بررسی‌شده در این نمودار گویای ویژگی سابآلکالنِ نمونه‌های بازالتی بررسی‌شده است (شکل 4- B). همچنین، کاربرد نمودار AFM گویای سری توله‌ایتی دربرابر سری کالک‌آلکالن برای نمونه‌های بررسی‌شده است (شکل 4- C).
روند تغییرات عنصر‌های مختلف دربرابر میزان یک عنصر خاص که شاخص جدایش بلورین به‌شمار می‌رود، روشنگر فرایند‌های درگیر در پیدایش تنوع سنگی در یک ایالت ماگمایی است. در این بررسی از میزان SiO2 به‌عنوان شاخص جدایش بلورین دربرابر دیگر اکسید‌های عنصر‌های اصلی برای شناخت فرایند‌های درگیر در پیدایش تنوع سنگی در محدودة بررسی‌شده بهره گرفته شده است (شکل 5). همان‌گونه‌که در شکل 5 دیده می‌شود، همبستگی مثبت میان میزان SiO2 و مقدار Al2O3، K2O و Na2O، در کنار همبستگی منفی میزان SiO2 دربرابر مقادیر CaO و Fe2O3(t) چه‌بسا گویای جدایش بلورین به‌عنوان فرایند مؤثر در پیدایش نمونه‌های بررسی‌شده است. این در حالیست که میزان SiO2 دربرابر مقادیر MgO، MnO، TiO2 و P2O5 روند خاصی را به نمایش نمیگذارد. این ویژگی چه‌بسا نشان‌دهندة تأثیر فرایند دگرسانی بر نمونه‌های بررسی‌شده است.
شکل 4. نمونه‌های آتشفشانی بررسی‌شده از منطقة علی‌آباد گروس در: A) نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O برای نمونه‌های نامگذاری آتشفشانی (Cox et al., 1979)؛ B) نمودار Nb/Y دربرابر سیلیس (SiO2) برای تعیین سری ماگمایی (Pearce and Cann, 1973)؛ C) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971) برای تعیین سری ماگمایی.
Figure 4. The studied volcanic rocks of Ali-Abad Garos in: A) Na2O+K2O versus SiO2 classification diagram for volcanic rocks (Cox et al., 1979); B) Nb/Y versus SiO2 plot for magmatic series discrimination (Pearce and Cann, 1973); C) AFM plot for magmatic series discrimination (Irvine and Baragar, 1971).
نمودار پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب در نمونه‌های بررسی‌شده، بههنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ بویتون (Boynton, 1984) برای کندریت، در شکل 6- A آورده شده است. نسبت (La/Yb)N که شاخصی برای جدایش عنصر‌های خاکی کمیاب سبک ([10]LREE) نسبت به عنصر‌های خاکی کمیاب سنگین ([11]HREE) است، در نمونه‌های بررسی‌شده برابربا 91/2 تا 35/3 (با مقدار میانگین: 12/3) است (جدول 1). الگوی با شیب منفی در نمودار یادشده چه‌بسا پیامد درجة کم ذوب‌بخشی، تفکیک کانیهای با عنصر‌های خاکی کمیاب سنگین نسبت به عنصر‌های خاکی کمیاب سبک در مراحل آغازین تبلور ماگما (Rollinson, 1993) و حضور کانیهای گارنت و یا اسپینل در سنگ خاستگاه است (Almeida et al., 2007). نبود آنومالی منفی مشخص Eu (Eu/Eu*: 01/1- 91/0؛ میانگین: 95/0؛ جدول 1) در نمونه‌های بررسی‌شده نشان‌دهندة جدایش بلورین کم اهمیت پلاژیوکلاز هنگام جدایش بلورین در شرایط اکسیدان (fO2 بالا) است (Henderson, 1984; Hezarkhani, 2005)؛ زیرا شرایط اکسیدان از پیدایش Eu+2 جلوگیری می‌کند (Magganas, 2002; Galoyan et al., 2007) و در واقع Eu به‌صورت Eu+3 در آمده و همانند دیگر عنصر‌های خاکی کمیاب رفتار می‌کند (Gillis et al., 1992). همان‌گونه‌که در این شکل دیده می‌شود، میزان غنیشدگی عنصر‌های خاکی کمیاب در سنگ‌های بازالتی بررسی‌شده میان ترکیب بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی غنیشده ([12]E-MORB) و بازالت‌های جزیرههای اقیانوسی ([13]OIB) و منطبق بر بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی در ارتباط با پلومهای گوشته‌ای ([14]P-MORB) است.
شکل 5. سنگ‌های بازالتی منطقة علی‌آباد گروس در نمودارهای تغییرات اکسید عنصر‌های اصلی درصدوزنی دربرابر SiO2 (برپایة درصدوزنی) به‌عنوان شاخص جدایش بلورین (Harker, 1909).
Figure 5. Studied volcanic rocks of Ali-Abad Garos in the variation diagrams of major elements oxides versus SiO2 (in weight percent), as a fractional crystallization index (Harker, 1909).
برپایة بررسیهای ساکانی و همکاران (Saccani et al., 2013) و همان‌گونه‌که در شکل 1- B نیز دیده می‌شود، سنگ‌های آتشفشانی (بیشتر با ترکیب بازالتی) با ساختار‌های بالشی- توده و در ارتباط با مجموعة افیولیتی محدودة صحنه- هرسین در منطقة تمرک و منطقة گشور هر دو در بخش‌های جنوبی محدودة بررسی‌شده در این نوشتار نیز دیده می‌شوند. همان‌گونه‌که در شکل 6- B دیده می‌شود، عنصر‌های خاکی کمیاب در سنگ‌های آتشفشانی منطقة تمرک که به ترکیب پیشنهادیِ بویتون (Boynton, 1984) برای کندریت بهنجار شده‌اند، دو روند نسبتأ متمایز دارند؛ به‌گونه‌ای‌که در برخی از آنها میزان (La/Yb)N برابربا 33/1 تا 44/1 (میانگین: 4/1) است و روند کلی عنصر‌های خاکی کمیاب شباهت بیشتری به بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی غنیشده (E-MORB) نشان می‌دهد؛ اما در برخی دیگر، میزان (La/Yb)N از 46/2 تا 37/4 (میانگین: 23/3) متغیر است و روند کلی عنصر‌های خاکی کمیابِ آنها به بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی در ارتباط با پلومهای گوشته‌ای (P-MORB) بیشترین شباهت را نشان می‌دهد. در سنگ‌های آتشفشانی منطقة گشور نیز میزان (La/Yb)N از 26/18 تا 27/25 (میانگین: 05/21) متغیر است و روند کلی عنصر‌های خاکی کمیابِ آنها بیشتر از همه به بازالتی جزیرههای اقیانوسی (OIB) شبیه است (شکل 6- B). نمودار پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب در نمونه‌های بازالتی محدودة بررسی‌شده در این نوشتار که به ترکیب پیشنهادیِ سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) برای گوشتة اولیه بهنجار شده است در شکل 6- C آورده شده است.
شکل 6. A) الگوی پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) برای سنگ‌های آتشفشانیِ منطقة علی‌آباد گروس؛ B) الگوی پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) برای سنگ‌های آتشفشانیِ محدودههای تمرک و گشور؛ C) الگوی پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای سنگ‌های آتشفشانیِ منطقة علی‌آباد گروس؛ D) الگوی پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای سنگ‌های آتشفشانیِ محدودههای تمرک و گشور (داده‌های عنصر‌های خاکی کمیاب به‌کاررفته برای الگوی [15]N-MORB، E-MORB و OIB برگرفته از سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) و برای P-MORB برگرفته از شیلینگ و همکاران (Shilling et al., 1983) هستند. همچنین، داده‌های ترکیب سنگ‌های آتشفشانیِ محدودههای تمرک و گشور برگرفته از ساکانی و همکاران (Saccani et al., 2013) هستند).
Figure 6. A) Chondrite-normalized REE diagram (Boynton, 1984) for the Ali-Abad Garos studied volcanic rocks; B) Chondrite-normalized REE diagram (Boynton, 1984) for the Tamark and Gashor volcanic rocks; C) Primitive mantle-normalized diagram (Sun and McDonough, 1989) for rare and trace elements in the Ali-Abad Garos studied volcanic rocks; D) Primitive mantle-normalized diagram for rare and trace elements (Sun and McDonough, 1989) in the Tamark and Gashor volcanic rocks (The rare earth element data of N-MORB, E-MORB and OIB are from Sun and McDonough (1989) and P-MORB data are from Shilling et al. (1983). Also, composition of volcanic rocks in Tamark and Gashor areas are from Saccani et al. (2013)).
همان‌گونه‌که در این شکل پیداست، همانند نمودار پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب (شکل 6- A)، میزان غنیشدگی و همچنین، الگوی عنصر‌های فرعی و کمیاب در بازالت‌های محدودة بررسی‌شده با غنیشدگی بیشتر نسبت به بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی نرمال (N-MORB) در محدودة میانی بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی غنیشده (E-MORB) و بازالت‌های جزیرههای اقیانوسی (OIB) و منطبق بر بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی در ارتباط با پلومهای گوشته‌ای (P-MORB) واقع می‌شوند.
تهیشدگی از عنصر‌های با شدت میدان بالا ([16]HFSE) مانند Nb، P، Zr و Ti نسبت به عنصر‌های لیتوفیل بزرگ یون ([17]LILE) مانند Cs، K، U و Th که از ویژگی‌های نشان‌دهندة تأثیر سیال‌های برخاسته از ورقههای اقیانوسی فرورو روی سنگ خاستگاه است، در نمونه‌ها دیده نمیشود. میزان نسبت (Rb/Y)N که شاخصی برای غنیشدگی در LILE نسبت به HFSE است، در نمونه‌های بررسی‌شده کم و برابربا 04/0 تا 9/1 (میانگین: 91/0) است (جدول 1). آنومالیهای منفی بارز عنصر‌های Cs، Rb، Ba و Sr در برخی نمونه‌های بررسی‌شده شاید پیامد دگرسانی بالای پلاژیوکلاز باشد. میزان LOI بالا (جدول 1) و نیز بررسیهای سنگ‌نگاری رخداد دگرسانی بالا در نمونه‌های بررسی‌شده را نشان می‌دهند. همان‌گونه‌که در شکل 6- D دیده می‌شود، وضعیت پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب (بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) برای گوشتة اولیه) در دیگر رخنمونهای سنگ‌های آتشفشانی مرتبط با مجموعة افیولیتی محدودة صحنه- هرسین نتایج شکل 6- B را تأیید می‌کند؛ به‌گونه‌ای‌که روند عنصر‌های فرعی و کمیاب در سنگ‌های آتشفشانی منطقة تمرک دو روند متمایز و کمابیش منطبق بر روند این عنصرها در سنگ‌های بازالتی پشتههای میان‌اقیانوسی غنیشده (E-MORB) و سنگ‌های بازالتی پشتههای میان‌اقیانوسی مرتبط با پلومهای گوشته‌ای (P-MORB) را به نمایش میگذارد؛ اما روند پراگندکی عنصر‌های یادشده در سنگ‌های آتشفشانی منطقة گشور به بازالتی جزیرههای اقیانوسی (OIB) بیشترین شباهت را نشان می‌دهد.
تعیین پهنة زمین‌ساختی و ویژگی‌های ناحیة خاستگاه
جایگیری سنگ‌های بازالتی منطقة علی‌آباد گروس در قلمرو E-MORB در نمودار سه‌تایی Th-Zr/117-Nb/16 گویای پیدایش آنها در پشتههای میان‌اقیانوسی و زایش ماگمای مادر از ترکیبی گوشته‌ای غنیشده است (شکل 7)؛ اما الگوی پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب (شکل 6- A) و نیز الگوی پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب (شکل 6- C) نشان می‌دهند سنگ‌های بازالتی منطقة علی‌آباد گروس به بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی مرتبط با پلومهای گوشته‌ای (P-MORB) شبیه‌تر هستند. جایگاه نمونههایِ دیگر رخنمونهای آتشفشانی در گسترة مجموعة افیولیتی صحنه- هرسین نیز در این نمودار (شکل 7) آورده شده است.
نمونه‌های بازالتی منطقة تمرک در این نمودار (شکل 7) نیز در دو دستة جداگانه رسم شده‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که یک دسته از آنها همانند نمونه‌های بازالتی منطقة علی‌آباد گروس غالبأ در قلمروی بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی غنیشده (E-MORB) و دستة دیگر در دو قلمروی بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی غنیشده (E-MORB) و بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی نرمال (N-MORB) جای میگیرد. همچنین، در این نمودار (شکل 7) سنگ‌های بازالتی منطقة گشور نیز غالبأ ویژگی‌های بازالت‌های درون صفحه‌ای ([18]WPB) را نشان می‌دهند.
شکل 7. نمودار سه‌تایی Th- Zr/17- Nb/16 (Wood, 1980) برای جدایش انواع سنگ‌های بازالتی وابسته به محیطهای زمین‌ساختی گوناگون (داده‌های سنگ‌های آتشفشانیِ محدودههای تمرک و گشور برگرفته از ساکانی و همکاران (Saccani et al., 2013) هستند) (E E-MORB: بازالت غنی‌شدة پشتة میان‌اقیانوسی؛ N-MORB: بازالت عادی پشتة میان‌اقیانوسی؛WPB: بازالت درون‌صفحه‌ای؛ IAT: توله‌ایت جزیرههای کمانی؛ CAB: بازالت‌های کالک‌آلکالن).
Figure 7. Th-Zr/17-Nb/16 ternary diagram (Wood, 1980) for tectonomagmatic discrimination of Ali-Abad Garos studied volcanic rocks (The geochemical data of volcanic rocks in the Tamark and Gashor areas are from Saccani et al. (2013)) (E-MORB: Enriched-mid oceanic ridge basalt; N-MORB: Normal-mid oceanic ridge basalt; WPB: Within plate basalt; IAT: Island arc tholeiite; CAB: Calc-alkaline basalt).
در شکل 8- A که سنگ‌های بازالتی گوناگون را برپایة نسبتهای Zr/Nb و Zr/Y از یکدیگر جدا می‌کند، نمونه‌های بازالتی منطقة علی‌آباد گروس در قلمرو مشترک بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی غنیشده (E-MORB) و بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی مرتبط با پلومهای گوشته‌ای (P-MORB) جای میگیرند. در این نمودار (شکل 8- A) نیز برخی سنگ‌های بازالتی منطقة تمرک همانند نمونه‌های بازالتی منطقة علی‌آباد گروس در قلمرو مشترک بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی غنیشده (E-MORB) و بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی در ارتباط با پلومهای گوشته‌ای (P-MORB) و برخی دیگر در قلمروی بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی غنیشده (E-MORB) جای میگیرند. سنگ‌های بازالتی منطقة گشور نیز در این نمودار در قلمرو سنگ‌های بازالتی آلکالن[19] و زایش یافته در جزیرههای اقیانوسی (OIB) ترسیم می‌شوند.
در نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (شکل 8- B) نیز جایگیری نمونه‌های بازالتی منطقة علی‌آباد گروس درون و نیز در نزدیکی محدودة بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی مرتبط با پلومهای گوشته‌ای (P-MORB) گویای پیدایش آنها در محیطهای زمین‌ساختی واگرای پشتههای میان‌اقیانوسی و زایش ماگمای مادر از پریدوتیتهای گوشته‌ای است که در پی تأثیر پلومهای گوشته‌ای دچار غنیشدگی در برخی عنصر‌های شده‌اند. جایگاه نمونه‌های بازالتیِ دیگر رخنمونهای آتشفشانی مرتبط با مجموعة افیولیتی محدودة صحنه هرسین در این نمودار (شکل 8- B) نیز نتایج به‌دست‌آمده از نمودارهای پیشین (شکل‌های 6- B، 6- C، 7 و 8- A) را تأیید می‌کند؛ به‌گونه‌ای‌که نمونه‌های بازالتی منطقة تمرک به‌صورت جداگانه در قلمرو‌های بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی مرتبط با پلومهای گوشته‌ای (P-MORB) و بازالت‌های پشتههای میان‌اقیانوسی غنیشده (E-MORB) و نمونه‌های منطقة گشور در قلمروی بازالت‌های آلکالن[20] ترسیم می‌شوند.
موازی‌بودن نسبی روند نمونه‌های بازالتیِ منطقة علی‌آباد گروس در نمودار پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب (شکل 6- A) و نیز در نمودار پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب (شکل 6- C) نشان‌دهندة خاستگاه مشابه آنهاست.
میزان نسبت (La/Yb)N در این سنگها (91/2 تا 35/3) نسبت به ماگماهای پدیدآمده با بلور‌های گارنت بجامانده در محل ذوب (20(La/Yb)N>) سازگار نیست؛ اما نشان‌دهندة بجاماندن اسپینل به‌عنوان فاز بجامانده در سنگ خاستگاه است (Martin, 1987).
شکل 8. مقایسه سنگ‌های بازالتی در منطقة علی‌آباد گروس و نیز دیگر رخنمونهای سنگ‌های آتشفشانی در گسترة مجموعة افیولیتی صحنه- هرسین با انواع سنگ‌های بازالتی با ویژگی‌های زمین‌شیمیایی خاص در: A) نمودار Zr/Nb دربرابر Zr/Y (Pearce, 1982)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 1982) (در این نمودارها، ترکیب نقاط N-MORB، E-MORB و OIB برگرفته از سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) و محدودة ترکیبی سنگ‌های بازالتی با ویژگی‌های N-MORB، E-MORB، P-MORB و بازالت‌های آلکالن در کمپلکس افیولیتی عمان برگرفته از لاپیر و همکاران (Lapierre et al., 2004) و چاوت و همکاران (Chauvet et al., 2011) هستند. داده‌های سنگ‌های آتشفشانیِ محدودههای تمرک و گشور نیز برگرفته از ساکانی و همکاران (Saccani et al., 2013) هستند).
Figure 8. The Ali-Abad Garos studied volcanic rocks and other outcropped volcanic rocks within Sahneh-Harsin ophiolitic complex, together with other basaltic rocks with specific geochemical characteristics in: A) Zr/Nb versus Zr/Y diagram (Pearce, 1982); B) Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Pearce, 1982) (Geochemical data for N-MORB, E-MORB and OIB derived after Sun and McDonough (1989). Geochemical data for N-MORB, E-MORB, P-MORB and alkaline basalts in Oman ophiolitic complex are from Lapierre et al. (2004) and Chauvet et al. (2011). The geochemical data for the Tamark and Gashor volcanic rocks are from Saccani et al (2013)).
همچنین، کاربرد نمودار La/Yb دربرابر Dy/Yb (شکل 9) برای تعیین کانیشناسی ناحیه خاستگاه و نیز تعیین درصد ذوب‌بخشی و یا تعادلی گویای پیدایش ماگمای مادر سنگ‌های بازالتی منطقة علی‌آباد گروس در پی ذوب‌بخشی کم (کمتر از 3 درصد) از یک سنگ خاستگاه با ترکیب پریدوتیتی و دارای اسپینل (اسپینل لرزولیت) است. قلمرو‌های مربوط به نمونه‌های بازالتیِ دیگر رخنمونهای آتشفشانی در گسترة مجموعة افیولیتی صحنه- هرسین در این نمودار (شکل 9) نشان‌دهندة زایش آنها در پی درصد‌های مختلف ذوب‌بخشی و یا ذوب تعادلی از سنگ‌های خاستگاه با کانی اسپینل و یا گارنت به‌عنوان شاخصی برای تعیین ژرفای زایش ماگما هستند.
برداشت
سنگ‌های آتشفشانی منطقة علی‌آباد گروس بخشی از سنگ‌های آتشفشانی مرتبط با مجموعة افیولیتی محدودة صحنه- هرسین هستند. این سنگها ساختار بالشی و نیز توده‌ای دارند و از دیدگاه سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی در دستة سنگ‌های بازالتی جای میگیرند. در کل، نمودارهای تغییرات درصدوزنی اکسید عنصر‌های مختلف دربرابر SiO2 که شاخص جدایش بلورین ماگما به‌شمار می‌روند، گویای پیدایش طیف سنگی منطقة علی‌آباد گروس در پی فرایند جدایش بلورین هستند. الگوی پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب، الگوی پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب و نیز جایگاه سنگ‌های بازالتی بررسی‌شدة منطقة علی‌آباد گروس در نمودارهای زمین‌شیمیایی مختلف گویای تشابه ترکیبی آنها با بازالت پشتههای اقیانوسی وابسته به پلومهای گوشته‌ای (P-MORB) هستند.
شکل 9. نمودار La/Yb دربرابر Sm/Yb (Shaw, 1970) برای تعیین کانیشناسی سنگ خاستگاه و نیز بررسی درصد ذوب‌بخشی و یا ذوب تعادلی (داده‌های ارائه‌شده برای سنگ‌های آتشفشانی در محدودههای تمرک و گشور برگرفته از ساکانی و همکاران (Saccani et al., 2013) هستند).
Figure 9. La/Yb versus Sm/Yb diagram (Shaw, 1970) for determination of source rock mineralogy and also fractional/batch melting percentage in the Ali-Abad Garos studied volcanic rocks (Geochemical data of the volcanic rocks in Tamark and Gashor areas are from Saccani et al. (2013).
نسبتهای مختلف عنصری در نمونه‌های بررسی‌شده از این سنگ‌های بازالتی گویای زایش ماگمای مادر آنها در پی ذوب‌بخشی کم (کمتر از 3 درصد) از خاستگاه پریدوتیتی اسپینل‌دار است. کاربرد داده‌های زمین‌شیمیایی مربوط به دیگر رخنمونهای سنگ‌های آتشفشانی در مجموعة افیولیتی محدودة صحنه- هرسین (کرتاسة پسین تا ائوسن پسین) نشان‌دهندة وجود طیف گسترده‌ای از سنگ‌های آتشفشانی با ویژگی‌های قابل انتساب به سنگ‌های بازالتی پشتههای میان‌اقیانوسی وابسته به پلومهای گوشته‌ای (P-MORB)، سنگ‌های بازالتی پشتههای میان‌اقیانوسی غنیشده (E-MORB) و نیز سنگ‌های بازالتی درون‌صفحه‌ای (WPB) در محدودة این مجموعة افیولیتی است. ویژگی‌های زمین‌شیمیایی بسیار گوناگونِ بخش آتشفشانی مجموعة افیولیتی محدودة صحنه- هرسین پیچیدگی فراوان در تکامل تکتونوماگمایی این مجموعة افیولیتی را نشان می‌دهند. درک این تکامل تکتونوماگمایی نیازمند سن‌سنجی رادیوژنیک و بررسیهای زمین‌شیمیایی (عنصری و ایزوتوپی) واحد‌های سنگی گوناگونِ مجموعة افیولیتی محدودة صحنه- هرسین است.
[1] Zagros Outer Ophiolitic Belt
[2] Zagros Inner Ophiolitic Belt
[3] Sabzevar-Torbat-Heydarieh Belt
[4] Birjand-Nehbandan Belt
[5] Makran Belt
[6] Oceanic core complex
[7] Continental-oceanic transition complex
[8] Imbericated
[9] mélange
[10] Light Rare Earth Elements
[11] Heavy Rare Earth Elements
[12] Enriched Mid‐Ocean Ridge Basalts
[13] Oceanic Island Basalt
[14] Plume-type Mid‐Ocean Ridge Basalts
[15] Normal Mid‐Ocean Ridge Basalts
[16] High Field Strength Elements
[17] Large-Ion Lithophile Elements
[18] Within Plate Basalt
[19] alkaline basalts
[20] Alkaline basalts
)
